Revue de l'Association française pour l'étude du
Quaternaire
vol. 19/2 | 2008
Téphras et séquences quaternaires
Retombées volcaniques dans des tourbières et lacs
autour du massif des Nevados Ampato et
Sabancaya (Pérou méridional, Andes Centrales)
Volcanic ash-falls in peat-bog and lakes around Nevados Ampato and Sabancaya
Massif (Southern Peru, Central Andes)
Etienne Juvigné, Jean-Claude Thouret, Isabelle Loutsch, Sébastien
Lamadon, Manfred Frechen, Michel Fontugne, Marco Rivera, Jasmine
Dávila et Jersy Mariño
Édition électronique
URL : http://quaternaire.revues.org/3362 DOI : 10.4000/quaternaire.3362 ISSN : 1965-0795
Éditeur
Association française pour l’étude du quaternaire
Édition imprimée
Date de publication : 1 juin 2008 Pagination : 157-173
ISSN : 1142-2904
Référence électronique
Etienne Juvigné, Jean-Claude Thouret, Isabelle Loutsch, Sébastien Lamadon, Manfred Frechen, Michel Fontugne, Marco Rivera, Jasmine Dávila et Jersy Mariño, « Retombées volcaniques dans des
tourbières et lacs autour du massif des Nevados Ampato et Sabancaya (Pérou méridional, Andes Centrales) », Quaternaire [En ligne], vol. 19/2 | 2008, mis en ligne le 01 juin 2011, consulté le 06 octobre 2016. URL : http://quaternaire.revues.org/3362 ; DOI : 10.4000/quaternaire.3362
Ce document est un fac-similé de l'édition imprimée.
RETOMBÉES VOLCANIQUES DANS DES TOURBIÈRES ET LACS
AUTOUR DU MASSIF DES NEVADOS AMPATO ET SABANCAYA
(PÉROU MÉRIDIONAL, ANDES CENTRALES)
䡲
Etienne JUVIGNÉ
1, Jean-Claude THOURET
2, Isabelle LOUTSCH
1,
Sébastien LAMADON
2, Manfred FRECHEN
3, Michel FONTUGNE
4,
Marco RIVERA
5, Jasmine DÁVILA
6& Jersy MARIÑO
5RÉSUMÉ
Des recherches multidisciplinaires ont été réalisées à partir de coupes et carottes extraites de tourbières et d’un lac, au Pérou méridional, dans la région volcanique du massif des Nevados Ampato, Sabancaya et Hualca Hualca, proche du canyon du Río Colca et de la ville d’Arequipa. L’objectif majeur de la présente recherche est de compléter la partie holocène d’un modèle téphrostratigraphique du Pérou méridional, portant sur les cinquante derniers milliers d’années. Les sites étudiés sont plus particulièrement la grande tourbière de Sallalli et les rives de la Laguna Mucurca. La tourbière de Sallalli se trouve sur le piémont oriental du Massif Ampato-Sabancaya ; elle a été barrée par des moraines remontant à la dernière glaciation ainsi que par des coulées de lave au SE. La séquence tourbeuse de Sallalli comprend au moins cinq téphras. Les niveaux les plus récents consistent en retombées pliniennes de verres rhyolithiques dont l’attribution est discutée entre l’éruption du Huaynaputina en 1600AD et uneautre du Misti qui a eu lieu entre 800 cal BC et 200 cal AD. Les autres téphras sont des produits hétérogènes d’origine phréatomagmatique émis probablement par le Sabancaya, voire l’Ampato pendant les périodes respectives suivantes : 150 cal AD à 100 cal BC, 150 à 420 cal BC, 2100 à 2500 cal BC et 7420 à 7750 cal BC. Les dépôts lacustres récents de la Laguna Mucurca à l’ouest du Nevado Ampato renferment notamment un téphra hétérogène d’une éruption phréatomagmatique, qui aurait eu lieu entre 920 et 760 cal BC ; il serait issu de l’un des cônes proches, situé dans le champ des volcans monogénétiques de Huambo sur la marge sud du Río Colca.
Mots-clés: Andes centrales, Pérou, Nevado Ampato, Nevado Sabancaya, volcans, téphrostratigraphie, téphrochronologie,14C, Holocène.
ABSTRACT
VOLCANIC ASH-FALLS IN PEAT-BOG AND LAKES AROUND NEVADOS AMPATO AND SABANCAYA MASSIF (SOUTHERN PERU, CENTRAL ANDES)
Multidisciplinary investigations have been carried out on sections and sediment cores from a lake and peat bogs in the Western Cordillera in the Central Andes of Southern Peru, around Nevados Ampato, Sabancaya and Hualca Hualca volcanic massif. More than 850,000 inhabitants of the city of Arequipa and the Colca valley are concerned by further activities of those volcanoes. The aim of the current study is to complete the Holocene tephrostratigraphical model for southern Peru in which about 40 tephras are distributed within the past 50,000 years. The tephras described in this paper have been discovered in two sites: the large peat-bog of Sallalli at the southern piedmont of the Sabancaya volcano, and the Laguna Mucurca, a salar (brine lake) 15 km W of Nevado Ampato. The Sallalli peat-bog is located in a glacially shaped piedmont, which has been dammed by recent moraines and lava flows 10 km SE of the summit of Nevado Sabancaya. The peat section, which spans a large part of the Holocene period (since ca. 9650 yr), encompasses at least five tephras. The most recent ones consist in plinian ash-falls caracterized by rhyolitic glass shards that can be linked either with the AD 1600 eruption of the Huaynaputina volcano (120 km to the ESE) or with an eruption of the Misti volcano (60 km to the SE) that occurred between 800 cal BC and 200 cal AD. The other tephras consist in phreotomagmatic products of local origin likely erupted by the Sabancaya volcano, or by the Ampato volcano, within the periods bracketed as follows: (i) 150 cal AD and 100 cal BC; (ii) 150 and 420 cal BC; (iii) 2100 and 2500 cal BC; and (iv) 7420 et 7750 cal BC. The recent lacustrine deposits of the Laguna Mucurca host traces of a plinian ash-fall from Huaynaputina volcano and a scoriaceous tephra of phreatomagmatic origin. The latter was emplaced between 920 and 760 cal BC. This tephra has probably been produced by one of the neighbouring cones located in the field of monogenic volcanoes close to Huambo on the southern edge of the Río Colca valley.
Key-words: Central Andes, Peru, Nevado Ampato, Nevado Sabancaya, volcanoes, tephrostratigraphy, chronology, Holocene.
Manuscrit reçu le 10/10/2007, accepté le 23/01/2008
1Laboratoire de Géologie du Quaternaire, Université de Liège, Sart Tilman, Bât 12A, 4000, Liège, Belgique. Couriel : ejuvigne@ulg.ac.be 2
Laboratoire Magmas et Volcans, UMR 6524 CNRS, OPGC et IRD, Université Blaise Pascal, 5 rue Kessler, F-63038 Clermont-Ferrand cedex, France. Courriel : thouret@opgc.univ-bpclermont.fr
3Geochronology and Isotope Hydrology, Universität Hannover, Stilleweg 2, D-30655 Hannover, Deutschland 4
LSCE, Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement, Domaine du CNRS, Bât. 12, 91198 Gif-sur-Yvette cedex, France.
5INGEMMET, Instituto Nacional Geologico-Minero y Metalurgico, Avenida Canada, San Borja, Lima, Peru. 6
1 - INTRODUCTION
Des recherches téphrostratigraphiques dans le cadre morpho-sédimentaire glaciaire et périglaciaire de la Cordillère occidentale du Pérou méridional (fig. 1) ont permis de découvrir plus de 40 téphras recouvrant une période de 50.000 ans (tab. 1). Ce pro-gramme mené depuis plusieurs années met notam-ment en exergue les risques encourus par un million d’habitants vivant dans cette zone (Thouret et al., 2001, 2002a).
Une dizaine de volcans actifs ou potentiellement actifs sont situés à une distance de 20 à 150 km des villes d’Arequipa (850 000 habitants), Moquegua et Tacna (200 000 personnes chacune) et de nombreuses villes plus petites. Neuf volcans sont réputés actifs : Nevado Sara Sara, Nevado Sabancaya, El Misti, Ubinas, Huaynaputina, Ticsani, Nevado Tutupaca, Yucamane et Casiri (fig. 1). Six d’entre eux (Huayna-putina, Misti, Ubinas, Nevado Sabancaya, Nevado
Tutupaca et Yucamane) ont connu au moins une érup-tion depuis la conquête espagnole en 1540. Par le fait qu’ils sont couverts de glace et de neige, ces volcans « Nevados » représentent nécessairement une menace quotidienne en cas d’éruption, voire même simple-ment de réchauffesimple-ment. La vallée du Colca où habi-tent environ 30 000 personnes est devenue une destination touristique importante. Elle est particuliè-rement exposée à l’activité du Nevado Sabancaya, dont la dernière éruption, vulcanienne, a commencé en 1986 et a duré jusqu’en 1998 (Thouretet al., 1994). Après 1998, son activité a considérablement diminué (Gerbe & Thouret, 2004). Depuis mars 2006, l’Ubinas est entré dans une crise éruptive phréatique puis vul-canienne modérée, qui dure encore aujourd’hui (Thouretet al.,2005). L’éruption plinienne et ignim-britique du Huaynaputina en 1600 AD, la plus impor-tante dans toutes les Andes durant l’histoire récente, a produit un volume de téphra de 12 km3(Thouretet
al.,1997, 2002b) à 20 km3(Adamset al., 2001).
Fig. 1 : Localisation de la chaîne volcanique pléistocène et holocène au Pérou méridional (Thouretet al., 2001).
Fig. 1: Location of the volcanic range of Pleistocene and Holocene age in southern Peru (Thouretet al., 2001).
Tab. 1 : Stratigraphie et chronologie des téphras du Pléistocène supérieur et de l’Holocène découverts dans la chaîne volcanique au sud du Pérou (Thouretet al., 2002a). Les rectangles gris mettent en exergue les huit dépôts de retombées de ponces les plus dispersés (>1000 km2) et les plus
vo-lumineux ( 1 km3). Les téphras du tableau 1 ont été trouvés autour de onze strato-volcans, dômes ou champs de lave dans la Cordillère
occiden-tale, du nord-ouest au sud-est (fig. 1, 2 et 3) : (1) le volcan subactif Nevado Sara Sara (5600 m) à 180 km à l’WNW d’Arequipa ; (2) le complexe de dômes dormant du Nevado Coropuna (6380 m) ; (3) le champ monogénétique de Orcopampa-Andahua-Huambo à mi-distance des Nevados Co-ropuna et Ampato-Sabancaya (Delacouret al., 2007) ; (4) le Nevado Sabancaya, dômes actifs (5980 m) et le strato-volcan Nevado Ampato, subac-tif ou dormant (fig. 4 ; Gerbe & Thouret, 2004) ; (5) le volcan acsubac-tif (fumerollien) El Misti (5820 m) dont le cratère est à 17 km du centre de la ville d’Arequipa et dont la dernière éruption date du XVesiècle (Thouretet al., 2001) ; (6) lesalar(lac salé) de la Laguna Salinas (4300 m) à
Tab. 1: Stratigraphy and chronology of upper Pleistocene and Holocene tephras, which have been found in the volcanic range in southern Peru (Thouret et al., 2002a). Grey boxes highlight the eight most dispersed (>1000 km2) and most voluminous ( 1 km3) pumice-fall deposits. Tephras of table 1 have
Cet article décrit des téphras holocènes découverts dans une tourbière et un lac salé sur les piémonts est et nord-ouest du massif des Nevados Ampato et Saban-caya. Il enrichit en cela les résultats acquis antérieure-ment dans le projet TESSOPE (Thouret et al., 2000, 2002a).
2 - LE MASSIF DE L’AMPATO-SABANCAYA-HUALCA L’AMPATO-SABANCAYA-HUALCA
Le massif de l’Ampato-Sabancaya-Hualca Hualca s’est édifié à proximité du versant méridional du canyon du Rio Colca (fig. 2). Le Nevado Ampato est un grand strato-volcan que le Nevado Sabancaya prolonge vers le Nord par des dômes-coulées chevauchant un linéament orienté SW-NE. Le Nevado Hualca-Hualca est également un grand strato-volcan très proche au NNW du complexe précédent mais davantage érodé. Ces appareils atteignent les altitudes respectives de 6280 m (Ampato), 6040 m (Sabancaya) et 6025 m (Hualca Hualca) qui, de ce fait, dominent de 1500 à
2000 m l’Altiplano portant les tourbières et lacs péri-phériques. Les dômes et les coulées de lave du Nevado Sabancaya, qui surmontent le substratum volcanique daté de 0,6 Ma environ (Gerbe & Thouret, 2004), cou-vrent une superficie de 70 km2environ, et occupent un
volume approximatif de 25 km3. Au moins dix coulées
de lave à blocs, de composition andésitique à dacitique subalcaline, et d’âge holocène, se sont épanchées sur une distance de 8 km vers le NW et le SE (fig. 2). Une coulée à blocs située sur le flanc NW du volcan repose sur une tourbe dont l’âge14C est d’environ 5400 ans BP
(Lamadon, 1999). Des dépôts de coulées pyroclasti-ques à blocs et cendre reposent en alternance avec des retombées subaériennes ; ils sont observés jusqu’à 9 km du sommet et sont attribués à l’activité explosive du Nevado Sabancaya ou de l’Ampato durant le Pléistocène supérieur.
Les tourbières et lessalars(lagunes salées), situées sur les piémonts et dans les vallées glaciaires autour des strato-volcans cités plus haut sont des pièges sédi-mentaires qui ont pu enregistrer, entre autres, des retombées volcaniques (téphras) tant d’origine locale
Fig. 2 : Nevados Ampato, Sabancaya et Hulca-Hualca ; la tourbière de Sallalli-Cajamarcana et le lac salé de Mucurca, ainsi que le canyon du Río Colca.
Le lobe des retombées de l’éruption récente du Sabancaya (1990-1998) est représenté par deux isopaques. Dans le coin inférieur droit de la fi-gure, le rectangle délimite la tourbière, dont les sites étudiés sont représentés en détail à la figure 2B.
que distale, comme l’illustrent le salar de la Laguna Salinas à 40 km à l’est d’Arequipa (Juvigné et al., 1997), et les grands salars de Bolivie (Risacher & Fritz, 1991 ; Risacher, 1992). Ainsi avons-nous recherché des téphras, d’une part dans des tourbières sur le pié-mont oriental de l’Ampato et du Sabancaya (Sallalli et Cajamarcana), et d’autre part sur le piémont NW dans la Laguna Mucurca. De tels sites sont nécessairement postérieurs à la déglaciation des piémonts. La présente étude chronostratigraphique ne pouvait donc remonter au-delà de 15 000 ans (Juvignéet al., 1997 ; Thouretet al., 2002a), voire 21 000 ans dans la mesure où, sur la base de nouvelles datations par cosmonucléides, le maximum glaciaire a été daté dans le sud du Pérou à 34 000 ans BP et le début du retrait à 21 000 ans BP (Smithet al., 2005 ; Market al., 2004). Cependant, ces âges plus anciens ont été obtenus sur des moraines dans la Cordillère orientale, dont l’environnement clima-tique est et était différent de celui de la Cordillère occidentale, probablement moins humide.
3 - ACTIVITÉ VOLCANIQUE RÉGIONALE PENDANT L’HOLOCÈNE
ET LA PÉRIODE HISTORIQUE
Le Nevado Sabancaya est le seul volcan du massif de l’Ampato-Sabancaya-Hualca qui a une activité histo-rique connue ; il domine directement les piémonts étu-diés ici. Thouret et al. (1994) ont rassemblé les données relatives à l’activité volcanique post-glaciaire dans ce massif ; elle est limitée en principe à celle du Nevado Sabancaya et résumée ci-après.
A des moments encore indéterminés de l’Holocène, le Sabancaya a construit deux dômes-coulées, avec de volumineuses coulées de lave à blocs de composition andésitique puis dacitique, et étalées sur plus de 40 km2
(Thouretet al., 1994). Des dépôts, les uns de retombées subaériennes, et les autres de coulées de scories et lapilli ponceux, ont également été observés dans des affleurements de sédiments volcanoclastiques post-glaciaires.
Sur la base de la présence d’une lamine de cendre volcanique reconnue dans une tourbière du piémont oriental du Nevado Sabancaya, ce volcan aurait eu une éruption phréatomagmatique vers 8500 ans BP (Juvignéet al., 1998), soit environ 8000 cal BC.
Au pied du Nevado Sabancaya, une coulée de lave à blocs s’est étalée en bordure de la dépression à un moment encore indéterminé de l’Holocène. Quelques chroniques datant du XVIIIesiècle mentionnent deux
phases d’activité de ce volcan, d’abord en 1752, puis en 1784-85 (Travada y Córdova, 1958). Par la suite, de 1785 à 1986, une activité fumerollienne faible et très sporadique a été relatée.
En novembre 1986, l’activité fumerollienne s’est accentuée. Des fractures se sont ouvertes, la glace s’est crevassée et un cratère s’est ouvert dans la glace, puis dans les laves du dôme-coulée septentrional. L’érup-tion du Nevado Sabancaya a été presque continue, mais
modérée, de mai 1990 à 1998. Cette éruption a mis fin à une phase de repos de 200 ans environ.
Entre mai 1990 et décembre 1994, l’activité du Sabancaya a adopté un caractère explosif, particulière-ment intense lors de la crise du 28 mai au 5 juin 1990. Pendant ces neuf jours, un des panaches s’éleva jusqu’à une hauteur de 5000 m au-dessus du cratère, et ses retombées cendreuses furent retrouvées jusqu’à envi-ron 20 km vers l’est du volcan (Thouret et al., 1994). L’activité vulcanienne modérée entre 1990 et 1994 a consisté en une série de brèves explosions séparées par des intervalles de repos de 15 à 60 minutes. Elles pro-duisirent des colonnes éruptives hautes de 0,5 à 3 km, intercalées dans de longues périodes de dégazage. Le matériau juvénile rassemble des fragments de lave non altérés, noirs et vitreux, de composition andésitique à dacitique (Thouret et al., 1994, 1995). Bien que le volume apparent de téphra émis ait été faible (0,025 km3), les retombées furent assez largement
dis-persées sur près de 250 km2.
Après 1994, l’activité s’est poursuivie de façon plus faible, plus sporadique et essentiellement phréatique. La nature des projections du Nevado Sabancaya a chan-gé au cours du temps. Au départ, la part de xénolithes était très élevée (85-90 % en octobre 1990) à la faveur de l’ouverture de la cheminée, puis elle a diminué (40-50 % en décembre 1992) au profit de fragments de magma juvénile jusqu’en 1994. Dans l’ensemble, le magma juvénile a une composition d’andésite potas-sique (Gerbe & Thouret, 2004).
Un échantillon comprenant l’ensemble de ces retom-bées a été prélevé dans la tourbière de Sallalli, et il a été examiné dans le cadre du présent travail où il va être question d’identifier des téphras de composition hété-rogène. La distribution granulométrique est unimodale avec un mode entre 125μm et 250μm ; le plus gros élé-ment atteint 16 mm, la fraction poussiéreuse (< 63μm) représente 12 % de l’ensemble. On y trouve un large éventail de composants : scories gris foncé, débris de coulée de lave gris foncé, traces de verres bruns ou incolores, minéraux felsiques (essentiellement feld-spaths et très secondairement quartz), minéraux mafi-ques (micas bruns, clinopyroxènes, orthopyroxènes et amphiboles). Une telle variété atteste un mélange des différents matériaux accumulés dans et sur le cône, et repris ou remobilisés lors de l’ouverture et de l’élargissement de la cheminée.
4 - LA TOURBIÈRE DE SALLALLI, RÉSULTATS
La tourbière de Sallalli-Cajamarcana est située sur le piémont oriental du Nevado Sabancaya (16o45'S,
71o48'W) à une altitude de 4400 m (fig. 2 et 3). Elle
Un affleurement tourbeux, correspondant à la berge de rive gauche du Rio Sallalli (fig. 4 : Coupe A), a été étudié antérieurement (Juvignéet al., 1998). Il couvre essentiellement le début de l’Holocène entre 9650 ± 170 aBP (Lv-2110, soit 8400-9250 cal BC) et 8330 ± 120 aBP (Lv-2121, soit 7080-7580 cal BC ; âges cali-brés avec le modèle de Stuivertet al., 1998). Cet âge le plus ancien obtenu à la base des séquences étudiées fournit une limite chronologique minimale pour la déglaciation du piémont étudié. L’affleurement tourbeux comprend quatre niveaux sableux dont un a été identifié comme téphra (Juvigné et al., 1997) correspondant à une éruption phréatomagmatique du
Sabancaya, qui aurait eu lieu vers 8520 ± 80 aBP (Lv-2107), soit entre 7420 et 7750 cal BC. Nos nouvelles recherches ont porté sur une fouille en tranchée et des carottes extraites au moyen d’une sonde russe (fig. 3A).
4.1 - FOUILLE EN TRANCHÉE
Une tranchée d’une centaine de mètres de longueur environ a été réalisée sur la rive droite du Rio Sallalli (fig. 4) et, sur le tronçon où le sable et gravier n’a pas été atteint, des sondages ont été exécutés sur le fond Fig. 3 : A. Le Sabancaya en éruption en mai 1996 (photo J.-C. Thouret) et la tourbière de Sallalli envahie par des coulées de lave à blocs de l’Holo-cène supérieur ; B. Position des sites étudiés dans la tourbière de Sallalli. Ce secteur est localisé dans la figure 2.
pour mesurer l’épaisseur totale de la tourbe, qui atteint localement 370 cm sous la surface. C’est à cet endroit de plus forte épaisseur de tourbe qu’à partir du fond un carottage a été effectué (fig. 4 : Coupe C + sondage S1).
4.1.1 - Un téphra
Sur la paroi de la tranchée, il existe des lentilles, dont une d’une quarantaine de mètres de longueur, pouvant atteindre 3 cm d’épaisseur et prolongée par d’autres occurrences éparses ; elles se situent à une profondeur variant entre 34 et 105 cm. La taille de l’élément le plus gros est de 2 mm. La détermination au microscope polarisant dans la classe de 105 à 420μm fait appa-raître une majorité de microponces et de verres volcani-ques vacuolaires incolores. Le verre est de composition rhyolithique à tendance potassique (voir tab. 2 et fig. 8). La fraction cristalline se répartit en 80 % de minéraux felsiques (essentiellement des feldspaths) et 20 % de minéraux mafiques (dont 2 % de mica brun). Dans un échantillon de minéraux denses séparés dans le bromoforme, les minéraux ferromagnésiens (autres que les micas bruns) consistent en clinopyroxènes
vert à brun clair (57 %), orthopyroxènes (22 %) et amphiboles (21 %).
Les feldspaths consistent essentiellement en oligo-clase potassique et andésine et secondairement en labrador (tab. 3). Dans la classification de Morimoto (1989), l’orthopyroxène est de l’enstatite (hypers-thène) et les clinopyroxènes se répartissent de part et d’autre de la limite des champs de l’augite et du diop-side (tab. 3). Dans la classification de Leake et al.
(1997), les amphiboles sont calciques du type magne-sio-hornblende. Il s’agit d’un téphra provenant d’une éruption plinienne ; nous l’appelons Tr-T1 (Tranchée,
Téphra1).
Un échantillon de tourbe de 3 cm d’épaisseur com-prenant le téphra a été daté par le14C et a fourni un âge
de 300 ± 50 aBP (Beta-126965), soit entre 1460 et 1670 cal AD.
Dans la mesure où au moment de la retombée le tép-hra existait nécessairement en nappe continue, la struc-ture lenticulaire atteste le remaniement au moins partiel du téphra. Dans ce contexte, seul le vent peut avoir été responsable de ce remaniement.
Fig. 4 : Coupes dans le vallon du Rio Sallalli. Coupe A, étudiée par Juvignéet al.(1998) ; Coupe B, paroi de la tranchée (de 0 à 150 cm), prolongée par une carotte de sondage (S1).
4.1.2 - Quelques autres lentilles minérales
Cinq niveaux de lentilles minérales de faible exten-sion (décimètre) ont été examinés.
L’un d’entre eux, situé une cinquantaine de centimè-tres sous le téphra, est un sable de composition hétéro-gène dont les grains essentiels sont des scories gris foncé, des débris de coulée de lave gris foncé, des feldspaths et des minéraux mafiques divers : micas bruns, clinopyroxènes, hypersthènes et amphiboles. Par comparaison avec le téphra récent du Sabancaya, ce sable peut être un téphra de retombée phréatomagma-tique ; nous l’appelons Tr-S1 (Tranchée, Sable 1). Quatre autres niveaux consistent essentiellement en diatomite.
4.2 - SONDAGE S1
A l’endroit de la coupe B, depuis le fond de la tranchée (150 cm) jusqu’à la base du sondage S1 (à 370 cm), la tourbe est pratiquement pure jusqu’au refus sur du matériau minéral meuble. La tourbe de base (360-370 cm) a été datée de 9070 ± 100 aBP (Hv-24659), soit entre 8125 et 8020 cal BC. Compte tenu de cet âge, on peut admettre que le matériau minéral sous-jacent qui a provoqué le refus de la sonde russe devrait être l’épais téphra phrétomagmatique connu dans la coupe A, sur la berge toute proche du Rio Sallalli (Juvi-gnéet al., 1997).
4.3 - SONDAGE S2
La carotte S2 a été prélevée sur le versant de rive droite, environ 400 m à l’amont de la tranchée (fig. 3B) et à proximité de la limite de la tourbière. Les résultats des analyses sont représentés à la figure 5.
De la surface jusque 165 cm, la tourbe est d’appa-rence pure et l’âge du segment de 145 à 165 cm a été daté de 2050 ± 70 aBP (Lv-2184) soit entre 210 cal BC et 130 cal AD.
Sous la tourbe, la difficulté d’enfoncer la sonde a provoqué la perturbation des sédiments, et la strati-graphie présentée constitue un essai de reconstitution : a) de 165 à 185 cm, un sable gravillonneux de
distribu-tion granulométrique bimodale dont le plus gros grain atteint 32 mm ; nous l’appelons S2-S1 (S on-dage2-Sable1).
b) de 185 à 195 cm, sable de composition hétérogène, riche en verres vacuolaires incolores. Il s’agit de 87 % de cendre (mode principal d’environ 250μm) avec une faible fraction poussiéreuse (13 %). La composition chimique des verres correspond à de la rhyolithe potassique (voir plus loin, fig. 8). Dans les frottis de minéraux denses entre 105 et 420μm, on trouve 63 % de clinopyroxènes, 18 % d’orthopy-roxènes (hypersthène) et 19 % d’amphiboles. Il s’agit d’un téphra provenant d’une éruption plinienne ; nous l’appelons S2-T1 (Sondage2,Téphra1).
SiO2 TiO2 Al203 FeOt MnO MgO CaO Na2O K2O Total OR AB AN Feldspaths
60,37 0 24,01 0,21 0,02 0,03 6,38 7,58 0,99 99,59 5,54 64,47 29,98
60,23 0,05 23,62 0,35 0 0,01 6,03 7,92 1,07 99,28 5,88 66,25 27,85
61,65 0,02 23,39 0,28 0,01 0 5,4 8,07 1,19 100,01 6,61 68,16 25,21
60,83 0 23,91 0,24 0 0,01 5,98 7,86 1,07 99,90 5,95 66,21 27,83
60,43 0 23,85 0,26 0 0,05 6,11 7,81 1,06 99,57 5,86 65,74 28,38
53,86 0,1 26,79 0,55 0,01 0,02 10,24 5,72 0,5 97,79 2,81 48,84 48,34
59,29 0,03 24,01 0,27 0 0,01 6,25 7,71 1,02 98,59 5,69 65,14 29,16
53,35 0,04 28,36 0,71 0 0,04 11,53 4,94 0,46 99,43 2,59 42,52 54,87
58,97 0,09 22,75 0,26 0,03 0,02 6,06 7,94 0,99 97,11 5,47 66,48 28,04
61,34 0,05 23,95 0,27 0 0 6,1 7,96 0,94 100,61 5,19 66,59 28,2
58,41 0,01 24,3 0,71 0 0,02 0,01 7,38 0,78 91,62 4,35 62,75 32,88
60,18 0,01 23,77 0,21 0,02 0,01 5,84 7,81 0,97 98,82 5,46 66,87 27,65
Orthopyroxène EN FS WO
53,06 0,59 1,34 16,38 0,39 25,92 1,9 0,08 0 99,66 70,64 25,64 3,72
Clinopyroxènes EN FS WO
51,51 0,64 1,43 9,18 0,18 15,98 19,28 0,66 0,06 98,92 45,54 14,97 39,49
49,87 0,63 1,35 9,02 0,24 15,68 20,12 0,75 0,09 97,75 44,37 14,7 40,93
51,73 0,23 0,87 7,94 0,49 14,29 22,67 0,53 0,16 98,91 40,48 13,39 46,13
52,22 0,21 0,75 8,27 0,54 14,27 22,27 0,46 0,04 99,03 40,53 14,03 45,44
51,97 0,19 0,77 8,26 0,43 14,72 22,52 0,53 0,05 99,44 41,15 13,62 45,23
Amphiboles
46,65 1,52 5,95 12,6 0,41 15,57 11,82 1,42 0,7 96,65
46,19 1,95 7,22 12,2 0,42 14,04 11,33 1,57 0,87 95,78
47,37 1,28 6,23 11,7 0,39 15,54 11,35 1,52 0,75 96,11
Tab. 3 : Composition chimique de minéraux du téphra Tr-T1 de la tranchée de Sallalli.
c) De 195 à 205 cm, une couche de tourbe a donné un âge de 2370 ± 90 aBP (GrN-25586, soit entre 800 cal BC et 200 cal AD).
De 205 à 325 cm, l’essentiel de la masse a une tex-ture argileuse et contient de nombreuses frustules de diatomées et de la matière organique végétale diffuse (gyttja). Des niveaux sableux à gravillonneux sont intercalés dans ce gyttja : de 205 à 210 cm, de 245 à 255 cm, de 265 à 280 cm. De 325 à 400 cm, du sable
grossier apparemment stratifié (voir plus haut : pertur-bation par sondage) est présent dans la partie inférieure du gyttja. Chacune de ces couches sableuses contient une fraction fine qui peut être en partie héritée du gyttja hôte, qui a pu y pénétrer en profitant de la porosité. La fraction sablo-gravillonneuse de ces couches est constituée d’une grande variété d’élé-ments : débris de coulées de lave, scories basaltiques, cristaux variés, felsiques (feldspaths et quartz) et Fig. 5 : A. Lithostratigraphie de la carotte du sondage S2 ; B. Distribution granulométrique des couches minérales ; C. Minéraux denses de plus de plus de 105 m des mêmes couches.
mafiques (clinopyroxènes, orthopyroxènes, micas bruns, amphiboles). Par comparaison avec le téphra récent du Sabancaya, ces sables peuvent être des tép-hras de retombées phréatomagmatiques ; nous les appelons respectivement : (i) 205-210 cm = S2-S2 (Sondage 2- Sable 2) ; (ii) 245-255 cm = S2-S3 (Sondage 2- Sable 3) ; (iii) 266-280 cm = S2-S4 (Sondage 2- Sable 4) ; (iv) 325-340 cm = S2-S5 (Sondage 2-Sable5). Par comparaison avec le téphra
récent du Sabancaya, ces sables pourraient être des pro-duits d’éruptions phréatomagmatiques.
4.5 - SONDAGE S3
Le point de prélèvement de la carotte S3 se situe dans une dépression thermokarstique (kettle hole) à envi-ron 500 m au nord de la tranchée du Rio Sallalli Fig. 6 : A. Lithostratigraphie de la carotte du sondage S3 ; B. Distribution granulométrique des couches minérales ; C. Minéraux denses excé-dant 105 m des mêmes couches (C).
(fig. 3B). Les résultats des analyses sont représentés à la figure 6.
De la surface jusqu’à 450 cm de profondeur, on recoupe essentiellement de la tourbe à macrorestes, dans laquelle sont intercalées trois couches sableuses (314-316 cm ; 326-332 cm ; 411-418 cm) et une diato-mite (335-350 cm). La sonde a été bloquée à 5 m de profondeur dans une couche de gravillon d’au moins 50 cm d’épaisseur. Ce gravillon sableux de base (450-500 cm), par la granularité et la variété de ses éléments, devrait avoir été déposé par le ruissellement.
Les couches sableuses (sables 1, 2 et 3) sont toutes de couleur gris foncé à noire. Leurs bords inférieurs et supérieurs sont nets. Leurs granularités respectives présentent un seul mode entre 125 et 250μm, assorti d’un bon classement. La part de la fraction limono-argileuse est comprise entre 8 % et 10 % (dont des dia-tomées). Du point de vue minéralogique, on y retrouve l’éventail classique propre à cette région volcanique : scories gris foncé, débris de coulée de lave gris foncé, traces de verres bruns ou incolores, minéraux felsiques (essentiellement feldspaths et très secondairement quartz), minéraux mafiques (micas bruns, clinopyroxè-nes, orthopyroxènes (hypersthène) et amphiboles). L’ensemble de ces caractéristiques, et notamment les limites supérieures et inférieures nettes ainsi que l’iso-lement dans la séquence, permet d’attribuer ces trois couches à des retombées d’éruptions phréatomagmati-ques. Nous les appelons respectivement : (i) 314-316 cm, S3-T1 (= Sondage 3- Téphra 1) ; ( ii) 326-332 cm, S3-T2 (= Sondage 3- Téphra 2) ; (iii) 411-418 cm S3-T3 (=Sondage3-Téphra3).
Trois échantillons de tourbe ont été datés : (1) de 300 à 314 cm : 1790 ± 110 aBP (Hv-24660, soit entre 115 et 395 cal AD) ; (2) de 350 à 365 cm : 2955 ± 80 aBP (Hv-24662, soit entre 1290 et 1015 cal BC) ; (3) de 440 à 450 cm : 4500 ± 125 aBP (Hv-24661, soit entre 3365 et 2920 cal BC). Par extrapolation linéaire et en décomp-tant l’épaisseur des trois téphras, les résultats des trois datations permettent de conférer les âges approximatifs suivants aux trois téphras : S3-T1 : entre environ 150 cal AD et 100 cal BC ; S3-T2, entre environ 150 cal BC et 420 cal BC ; S3-T3, entre environ 2100 cal BC et 2500 cal BC.
5 - LAGUNA MUCURCA, RÉSULTATS
Le salar de la Laguna Mucurca est situé sur le pié-mont NW des volcans Ampato – Hualca Hualca (15o42'S, 72o01'W) à 4300 m d’altitude et à proximité
des cônes et des champs de lave de Huambo (fig. 2). Dans la partie septentrionale de la Laguna Mucurca, une carotte a été prélevée au bord du lac, à un moment (avril 1995) où le niveau était bas. Le site de sondage a été choisi le plus loin possible des dépôts de ruisselle-ment, qui s’étalent en cônes de déjection au pied des versants en pente forte fermant la dépression. Les résultats des analyses sont représentés à la figure 7.
Jusqu’à 225 cm de profondeur (fig. 7), la séquence consiste en un sédiment hôte limono-argileux riche en diatomées et matières organiques et contenant des cris-taux de sel dans des proportions variables. La couleur d’ensemble est généralement vert olive avec des hori-zons plus foncés que d’autres en fonction de la teneur en matière organique. Aucune stratification n’est per-ceptible dans cette séquence. Un sol peu développé se présente dans l’horizon supérieur. A 225 cm de profon-deur, il existe un contact brutal entre la formation décrite ci-dessus et une couche essentiellement sablo-gravillonneuse qui n’a pu être traversée entièrement, mais a néanmoins été prélevée sur 25 cm d’épaisseur. La tranche de 210 à 225 cm de dépôt lacustre surmon-tant immédiatement cette couche a donné un âge de 2650 ± 50 aBP (GrN-21575), soit entre 920 et 760 cal BC. Le dépôt sablo-gravillonneux immédiatement sous-jacent devrait être de peu antérieur à cet âge. Fig. 7 : Lithostratigraphie de la carotte de la Laguna Mucurca ; A. Position du niveau riche en verre volcanique ; B. Distribution gra-nulométrique du sable gravillonneux sous 225 cm.
5.1 - UN HORIZON RICHE EN VERRES VACUOLAIRES INCOLORES
En l’absence de stratification visible dans la séquence jusqu’à 225 cm de profondeur, la recherche de verres volcaniques été réalisée au microscope. Pour ce faire, la carotte a été divisée en segments de 10 cm de hauteur. A 120 cm de profondeur, on trouve une quanti-té très élevée de verres vacuolaires incolores et de nom-breux feldspaths enrobés de verre de composition rhyolithique et potassique (voir plus loin tab. 2 et fig. 8). Ces produits appartiennent donc à un téphra issu d’une retombée plinienne d’origine allochtone ; nous l’appelons LM-T1 (Laguna Mucurca– Téphra1). La détermination de l’association minéralogique du tép-hra n’a pas été possible en raison, d’une part de la faible concentration de matériau téphrique, et d’autre part de la présence de minéraux volcaniques dans le sédiment hôte dans lequel le téphra est dispersé.
5.2 - DESCRIPTION DU SABLE GRAVILLONNEUX (225-250 cm)
Le matériau est essentiellement sableux (75 %), secondairement gravillonneux (13 %) et limono-argi-leux (12 %, dont une part de diatomées). La distribution
est unimodale avec un mode entre 125 et 250μm. L’élé-ment le plus gros atteint 16 mm.
A la loupe binoculaire, on distingue : a) des phéno-cristaux sialiques libres, surtout des feldspaths ; b) des scories contenant des microcristaux ; c) des débris de coulée de lave gris foncé, anguleux ou émoussés ; d) des scories rougeâtres (faciès oxydé de cœur de cône) anguleuses ou émoussées ; e) quelques cristaux mafiques. Au microscope polarisant et dans la classe 105-420 μm, on trouve 90 % de clinopyroxènes verts souvent automorphes, 5 % d’orthopyroxènes (hyper-sthène) et 5 % d’amphiboles de pléochroïsme vert à brun. Par comparaison avec le téphra récent du Saban-caya, ce sable peut être un téphra de retombée phréato-magmatique ; nous l’appelons LM-S1 (Laguna
Mucurca,Sable1).
6 - DISCUSSION
Trois niveaux de téphra, chacun le plus récent dans leur site, sont caractérisés par la dominance de verres incolores vacuolaires de composition rhyolithique et potassique (tab. 2, fig. 8). Tous les téphras plus anciens ont la propriété commune d’avoir une texture très
Fig. 8 : Détermination dans la classification TAS (Le Baset al., 1986) des verres des sites de la tranchée de Sallalli et de la carotte de Mucurca, ain-si que de ceux des stratotypes des produits du Huaynaputina à Quinistacas (dépôts pliniens primaires) et à Paso Coalaque (dépôts post-pliniens). F= Foïdite ; Pc= Picrobasalte ; U1= Basanite, si Olnr>10 % ou Téphrite, si Olnr<10 % ; U2= Phonotéphrite ; U3= Téphriphonolithe ; Ph= Phono-lithe ; B= Basalte alcalin, si Nénr>0 ou Basalte subalcalin, si Nénr<0 ; S1= Trachybasalte : Hawaïte, si (Na2O-2)>K2O (%-p) ou Trachybasalte po-tassique, si (Na2O-2)<K2O ; S2= Trachyandésite basaltique : Mugéarite, si (Na2O-2)>K2O (%-p) ou Shoshonite, si (Na2O-2)<K2O ; S3=
Trachyandésite : Benmoréite, si (Na2O-2)>K2O (%-p) ou Latite, si (Na2O-2)<K2O ; T= Trachyte, si Qnr<20 % ou Trachydacite, si Qnr>20 % ;
O1= Andésite basaltique ; O2= Andésite ; O3= Dacite ; R= Rhyolithe. Noter : en T et R : adjectif “hyperalcalin” pour (Na20+K20)mo|/(AI203)mo|>1
- et en dehors de S1 à S3 : sodique pour (Na2O-4)>K2O et potassique pour (Na2O-4)<K2O.
Fig. 8: TAS diagram (after Le Baset al., 1986) showing the geochemical fields of the glasses found in the Sallalli trench and in the Mucurca core, as well as the glasses of the stratotypes of the Huaynaputina deposits at Quinistacas (plinian-fall deposits) and at Paso Coalaque (post-plinian pyroclastic depo-sits). Captions in fields: F= Foïdite; Pc = Picrobasalte; U1= Basanite, if Olnr>10%or Tephrite, if Olnr<10%; U2= Phonotephrite; U3= Tephriphonolite;
Ph= Phonolite; B= Alcali Basalt, if Nenr>0 or Subalkali basalt, if Nenr<0; S1= Trachybasalte: Hawaïte, if (Na2O-2)>K2O (w-%) or potassic
Trachyba-salt, if (Na2O-2)<K2O; S2= Basaltic trachyandesite: Mugearite, if (Na2O-2)>K2O (w-%-p) or Shoshonite, if (Na2O-2)<K2O; S3= Trachyandesite: Ben-moreit, if (Na2O-2)>K2O (w-%) or Latite, if (Na2O-2)<K2O; T= Trachyte, if Qnr<20%or Trachydacite, if Qnr>20%; O1= Andésite basaltique; O2=
hétérogène, qui comprend l’ensemble des produits existant dans les strato-volcans locaux ainsi que dans les dépôts dispersés aux alentours par le vent et le ruis-sellement. Dans ces conditions la distinction entre tép-hra et dépôts volcanoclastiques est avant tout fondée sur l’isolement dans les séquences tourbeuses et la netteté des contacts entre les deux matériaux.
6.1 - LES TÉPHRAS À VERRES RHYOLITHIQUES
Des niveaux de microponces et verres ont été trouvés dans trois sites : la tranchée (Tr-T1) et le sondage S2 de Sallalli (S2-T1), ainsi que la Laguna Mucurca (LM-T1). Tous ces verres ont la même composition chi-mique de rhyolithe à tendance potassique (tab. 2, fig. 8). Malgré l’identité géochimique des verres de la tranchée et du sondage S2 de Sallalli, leurs âges14C
res-pectifs excluent qu’ils soient mis en corrélation. Dans la tranchée de Sallalli, la datation14C obtenue
pour Tr-T1 délimite la période comprise entre 1460 et 1670 cal AD pendant laquelle une seule retombée pon-ceuse très largement dispersée est connue, celle du Huaynaputina survenue en février-mars 1600 AD (Navarro Oviedoet al., 2000).
Dans la carotte S2, le téphra S2-T1 est encadré par deux âges14C qui le situent entre 130 cal AD et 800 cal
BC. Pendant cette période une éruption plinienne du Misti a eu lieu ; elle a été datée par Thouretet al.(1995) à 1920 ± 200 aBP, puis redatée plus précisément à 2050 aBP à Arequipa par Thouret et al. (2001), soit entre 400 cal BC et 340 cal AD (nous écrirons Misti-BC/AD pour indiquer que cette éruption se situe aux environs du passage à l’ère chrétienne).
Dans la carotte de Mucurca, le seul âge 14C
dispo-nible est de 920-760 cal BC à 210-225 cm, alors que les verres LM-T1 se trouvent à 120 cm de profondeur ; ici la corrélation est donc possible tant avec l’éruption du Huaynaputina-1600 AD qu’avec celle du Misti-BC/AD, mais en cas de vitesse de sédimentation cons-tante au cours des deux derniers millénaires, l’apparte-nance au Misti prend l’avantage.
Si l’on compare la composition des verres à celle des produits du Huaynaputina-1600AD dans les deux stra-totypes proches du volcan (Loutsch, 1999), alors, ils ne peuvent correspondre qu’aux produits de la phase post-plinienne (tab. 2, fig. 8). Aucune comparaison n’est possible avec les produits pliniens du Misti-BC/AD, car les analyses des ponces de ce dernier ont été prati-quées uniquement en roche totale (tab. 2). Par ailleurs, des analyses ‘roche totale’ des produits du Huaynaputi-na-1600AD ont montré que le magma est dacitique (Loutsch, 1999 ; Thouretet al., 1999, 2002a ; Adamset al., 2001), donc normalement moins différencié que le verre. Quand il s’agit des produits du Misti-BC/AD, il faudrait donc raisonner avec des écarts non rigoureux pour discuter l’origine des verres.
Par ailleurs, le minéral mafique dominant dans les stratotypes des produits du Huaynaputina-1600AD est l’amphibole (environ 90 %), suivie de l’apatite, puis
seulement les deux pyroxènes (Loutsch, 1999). A Sal-lalli, dans Tr-T1, il n’y a que 21 % d’amphiboles, les pyroxènes sont dominants, et il n’y a pas d’apatite. Il faut aussi signaler que le tri sélectif, lors du transport atmosphérique du Huayanaputina à Sallalli (environ 120 km), aurait dû augmenter la part d’amphibole par rapport aux pyroxènes (Juvigné, 1983). Enfin, il faut encore remarquer que l’association de minéraux den-ses de Tr-T1 est identique à celle de S2-T1. Si le téphra Tr-T1 provient du Huaynaputina-1600AD, sa composi-tion minéralogique ne peut s’expliquer par sa contami-nation par des minéraux locaux lors du remaniement éolien dont la retombée primaire a été l’objet peu après sa retombée (voir plus haut).
En conclusion, sur la base de l’âge14C et de la
com-position des verres, le téphra Tr-T1 de la tranchée de Sallalli devrait correspondre aux produits post-pliniens de l’éruption du Huaynaputina-1600AD, mais il faut alors admettre une contaminationin situpour expliquer la pauvreté en amphiboles de l’association de minéraux denses. Par ailleurs, le téphra S2-T1 de Sallalli devrait provenir d’une éruption du Misti-BC/AD. Quant au niveau de verres rhyolithiques de Mucurca (LM-T1), il s’accommode davantage de l’éruption du Misti-BC/AD. En défendant l’hypothèse de deux retombées ponceuses dans la région, il faut alors s’étonner des lacunes stratigraphiques qui font que les deux téphras n’ont été trouvés ensemble dans aucun des sites étu-diés. Rappelons ici que ce sont deux âges14C
incompa-tibles qui empêchent la corrélation globale des trois occurrences de verres rhyolithiques.
6.2 - TROIS NOUVEAUX TÉPHRAS D’ORIGINE PHRÉATOMAGMATIQUE
La carotte du sondage S3 de la tourbière de Sallalli contient trois téphras bien individualisés dans la tourbe. Il constitue ainsi la séquence téphrostratigra-phique de référence. Par comparaison avec le téphra récent du Sabancaya, leur composition minéralogique variée atteste leur origine phréatomagmatique, et leur granularité cendreuse est en faveur d’une origine locale (Ampato ou Sabancaya). Leurs âges respectifs sont : S3-T1, entre environ 150 cal AD et 100 cal BC ; S3-T2, entre environ 150 cal BC et 420 cal BC ; S3-T3, entre environ 2100 cal BC et 2500 cal BC.
6.3 - LE SECTEUR DU RIO SALLALLI
Téphrostratigraphie.Dans la carotte S2, le sable
gra-villonneux S2-S1 qui recouvre le téphra Misti-BC/AD ne peut guère être attribué qu’au ruissellement, car le site est en bordure de la tourbière ; ce matériau est nécessairement postérieur à l’éruption du Misti-BC/AC, il est particulièrement grossier et n’a été trouvé nulle part ailleurs.
datée entre 800 cal BC et 200 cal AD, ils peuvent être corrélés comme suit :
- S2-S2 (205-210 cm) avec S3-T1 (entre environ 150 cal AD et 100 cal BC) ;
- S2-S3 (245-255 cm) avec S3-T2 (entre environ 150 cal BC et 420 cal BC) ;
- S2-S4 (266-280 cm) avec S3-T3 (entre environ 2100 cal BC et 2500 cal BC).
Cette tentative de corrélation entre les sites S2 et S3 implique que les téphras correspondants soient égale-ment présents dans la séquence de la tranchée et de la carotte S1 qui remontent jusqu’à environ 8100 cal BC. Or, une seule lentille sableuse de composition minéra-logique adéquate y a été reconnue sous le téphra du Huaynaputina (coupe C). Il faut donc accepter des lacu-nes stratigraphiques dans la tranchée et le sondage S1.
Géomorphologie dynamique. La coupe transversale
recoupant les observations faites sur les deux versants du vallon du Rio Sallalli (fig. 4) montre que leurs cou-vertures tourbeuses respectives correspondent à des périodes très différentes : entre environ 9000 et 7000 cal BC en rive gauche, et la période d’environ 8000 cal BC à aujourd’hui sur un replat de rive droite. Cette situation interpelle le géomorphologue.
L’actuel fond de vallée du Rio Sallalli à l’endroit de la coupe de rive gauche était le fond d’une dépression thermokarstique(kettle hole)lors de la déglaciation, la formation de la tourbe y a été intense au début de l’Holocène et la retombée d’un téphra d’origine phréa-tomagmatique y a eu lieu (Juvigné et al., 1998). -L’épaisseur de tourbe a dû y être supérieure à l’actuelle.
Dans cette zone à peine libre de glace, le Rio Sallalli se mettait en place sous la forme de déversements lacus-tres en série d’unkettle holeà l’autre. Il a alors dérivé sur le versant droit de sa vallée, en glissant vers sa gauche (vers l’Est) et en érodant la tourbe supérieure
dukettle hole.C’est aux environs de 7000 cal BC que le
ruisseau s’est encaissé à l’endroit de son lit actuel. Dans ce modèle d’évolution, la tourbification a prati-quement cessé en rive gauche en raison du drainage favorisé par une forte dénivelée, tandis qu’en rive droite, elle se poursuivait sur une pente plus faible, voire un replat.
6.4 - UN TÉPHRA PHRÉATOMAGMATIQUE DANS LA LAGUNA MUCURCA
Le niveau du lac a nécessairement été plus élevé qu’aujourd’hui après la période 920 à 760 cal BC (cf. âge14C) pour permettre une sédimentation lacustre
sur plus de 225 cm à l’endroit du sondage. Ce haut niveau a dû exister jusqu’à un moment très récent, puisque après la retombée du téphra à verres rhyolithi-ques (Misti-BC/AD ou Huaynaputina-1600AD), 120 cm de dépôts lacustres se sont encore accumulés. Le bas niveau actuel du lac serait donc extrêmement récent, voir partiellement saisonnier.
Dans la logique de la ressemblance des éléments de description du sable gravillonneux de Mucurca LM-S1 avec ceux du téphra récent du Sabancaya, ce matériau peut aussi être considéré comme un téphra d’une érup-tion phréatomagmatique. D’après l’âge du sédiment
Tab. 4 : Volcans sources et téphras datés : corrélations locales et régionales proposées.
lacustre immédiatement sus-jacent, elle aurait eu lieu au début du dernier millénaire BC ou peu avant. Pour établir une corrélation avec le site de référence S3 et le téphra S3-T3 de la tourbière de Sallalli, il faudrait remonter à environ 2100-2500 cal BC, mais le matériau est plus grossier ici. Cependant, il existe des cônes stromboliens à seulement 4 km au nord de la lagune, et parmi eux, le cône Keyocc qui est le plus proche (fig. 2) et le plus récent. C’est cette seconde hypothèse que nous privilégions ici en raison de la forte épaisseur et de la granularité de lapilli du matériau.
7 - CONCLUSIONS
Dans la région du massif des Nevados Ampato -Sabancaya et Hualca Hualca (Cordillère occidentale au sud du Pérou), une tranchée et quatre sondages ont per-mis d’investiguer la période comprise entre 9250 cal BC et aujourd’hui, et plusieurs téphras ont été mis en évi-dence (tab. 4).
Un niveau de verres rhyolithiques qui se présente dans trois sites ne peut être attribué avec certitude à l’une ou l’autre des deux éruptions pliniennes récentes connues (Huaynaputina-1600 AD ou Misti-BC/AD).
Tous les téphras plus anciens ont la propriété commune d’avoir une composition très hétérogène manquant d’originalité minéralogique, puisqu’ils contiennent l’ensemble des produits existant dans les strato-volcans Ampato et Sabancaya, et de ce fait dans tous les dépôts périphériques. Ils devraient corres-pondre à des faciès de débouchage et/ou des éruptions phréatomagmatiques. Le plus ancien a été émis lors d’une éruption du Nevado Sabancaya vers 8500 cal BC. Les suivants datent successivement des périodes suivantes : 2100 à 2500 cal BC, 150 à 420 cal BC et 150 cal AD à 100 cal BC.
Dans la Laguna Mucurca, un téphra d’origine phréa-tomagmatique a également été trouvé, qui est de peu antérieur à la période comprise entre 920 à 760 cal BC, et il a probablement été émis par le cône Keyocc, tout proche.
Les lacunes stratigraphiques avérées dans les diffé-rents sites étudiés portent à croire que la récurrence de l’activité volcanique holocène dans le Massif de l’Ampato-Sabancaya est plus fréquente (mais de volume limité) que ne le montrent les résultats acquis dans la présente étude.
REMERCIEMENTS
Nous remercions les partenaires péruviens de l’Instituto Geofísico del Perú et de Ingemmet, ainsi que l’Institut de Recherche pour le Développment (IRD) au Pérou, qui ont appuyé le travail de terrain, ainsi que la Commission on Tephrochronology and Volcanism (COTAV-INQUA), qui a soutenu le programme TESSOPE au Sud du Pérou de 1995 à 1999.
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ADAMS N.K., DE SILVA S., SELF S., SALAS G., SCHUBRING S., PERMENTER J.-L., & ARBESMAN K., 2001- The physical volcanology of the 1600 eruption of Huaynaputina, Southern Peru. Bulletin of Volcanology,62, 493-518.
COBEÑAS G., 2007-Etude pétrologique des produits éruptifs holo-cènes du volcan El Misti.Travail d’Etude et de Recherche de Mas-ter 1 Géologie (non publié). LMV, Université Blaise Pascal, 25 p.
DA SILVA I., & ZIELINSKI G., 1998- Global influence of the AD 1600 eruption of Huyanaputina, Peru.Nature,393, 397-498.
DELACOUR A., GERBE M.-C., THOURET J.-C., WORNER G., & PAQUEREAU P., 2007- Magma evolution of Quaternary minor volcanic centres in Southern Peru, Central Andes.Bulletin of Volcanology,69, 6, 581-606.
GERBE M.-C., & THOURET J.-C., 2004- Role of magma mixing in the petrogenesis of lavas erupted through the 1990-98 explosive activity of Nevado Sabancaya in South Peru.Bulletin of Volcanolo-gy,66, 541-561.
JUVIGNÉ E., 1983- Les variations minéralogiques dans les retom-bées de 1982 du volcan El Chichon (Chiapas, Mexique) et leur in-térêt pour la téphrostratigraphie.Annales de la Société Géoogique de Belgique,106, 311-325.
JUVIGNÉ E., THOURET J.-C., GILOT E., GOURGAUD A., LEGROS F., URIBE M., & GRAF K., 1997- Etude téphrostrati-graphique et bioclimatique du Tardiglaciaire et de l’Holocène de la Laguna Salinas, Pérou méridional.Géographie Physique et Qua-ternaire,51(2), 219-231.
JUVIGNÉ E., THOURET J.-C., GILOT E., LECLERCQ L., & GOURGAUD A., 1998- L’activité du volcan Nevado Sabancaya (Pérou) au cours de l’Holocène. « Hommes et Volcans », Quater-naire,9(1), 45-51.
LAMADON S., 1999 - Fluctuations glaciaires et téphrostrati-graphie dans les montagnes intertropicales : une revue et applica-tion dans les Andes du Sud Pérou (massifs des Nevados Ampato et Coropuna). Mémoire de DEA (non publié), Université Blaise Pascal, 180 p.
LEAKE B.E., BIRCH W.D., GILBERT M.C., GRICE J.D., HAWTHORNE F.C., KATO A., KISH H.J., KRIVOVICHEV V.G., LINTHOUT K., LAIRD J., MARESH W.V., NICKEL E.H., ROCK N.M.S., SCHUMACHER J.C., SMITH, D.C., STEPHENSON N.C.N., UNGARETTI L., WHITTAKER E.J.W., & YOUZHI G., 1997- Nomenclature of amphiboles. Re-port of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mi-neralogical Association Commission New Minerals and Mineral Names.European Journal of Mineralogy,9, 623-651.
LE BAS M.J., LE MAITRE R.W., STRECKEISEN A., ZANETTIN B., & IUGS Subcommission on the Ssytematics of Igneous Rocks, 1986- A chemical classification of volcanic rocks based on the total Alkali-Silica Diagram.Journal of Petrology,27, 745-750.
LOUTSCH I., 1999-Récurrence de l’activité volcanique au Pérou méridional durant les trois derniers millénaires. Mémoire Licence de géographie, Laboratoire de géomorphologie, Université de Liège, 71 p.
MARK B.G., SELTZER G.O., & RODBELL D.T., 2004- Late Quaternary Glaciations of Ecuador, Peru and Bolvia.InJ. Ehlers & P.L. Gibbard (eds.),Quaternary glaciations-Extent and chronolo-gy,Parti III: South America, Asia, Africa, Australasia, Antarctica. Developments in Quaternary Science, Elsevier, Amsterdam, Vol.
2, 151-163.
MORIMOTO N., 1989- Nomenclature of Pyroxenes.Canadian Mi-neralogist,27, 143-156.
NAVARRO OVIEDO R., JARA R.L.A., THOURET J.-C., SIEBE C., & DÁVILA J., 2000- The AD 1600 eruption of Huanynaputi-na as described in early Spanish chronicles (translated from: “La reventazón del Huaynaputina en 1600”,In“Antología del valle de Omate” por R. Navarro, 1994).Boletìn Sociedad geológica del Perú,90, 121-132.
RISACHER F., 1992- Les salars de l’altiplano de Bolivie.La Vie des Sciences, Gauthier-Villars, Paris,9, 1, 39-62.
SMITH J.A., SELTZER G.O., FARBER D.L., RODBELL D.T., & FINKEL R.C., 2005- Early local Last Glacial Maximum in the tropical Andes.Science,308, 5722, 678-681.
STUIVERT M., REIMER P.J., & BRAZIUNAS T.F., 1998- High-precision radiocarbon age calibration for terrestrial and marine samples.Radiocarbon,40, 3, 1127-1151.
THOURET J.-C., GUILLANDE R., HUAMAN D., GOURGAUD A., SALAS G., & CHOROWICZ J., 1994- L’activité actuelle du Nevado Sabancaya (Sud Pérou) : reconnaissance géologique et satellitaire, évaluation et cartographie des menaces volcaniques. Bulletin de la Société Géologique de France,1, 165, 49-63.
THOURET J.-C., LEGROS F., GOURGAUD A., SALAS G., JUVIGNÉ E., GILOT E., URIBE M., & RODRIGUEZ A., 1995- Un exemple de prévision des risques volcaniques au Pérou méridional (région d’Arequipa), fondé sur l’étude de l’activité éruptive récente du strato-volcan El Misti. Compte-Rendus de l’Académie des Sciences(Géomatériaux), Paris, 320, série IIa, 923-929.
THOURET J.-C., DAVILA J., RIVERA M., EISSEN J.-PH., GOURGAUD A., LE PENNEC J.-L., & JUVIGNÉ E., 1997 -L’éruption explosive de 1600 au Huaynaputina (Pérou), la plus vo-lumineuse de l’histoire dans les Andes centrales.Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences(Géomatériaux), Paris,325, 931-938.
THOURET J.-C., DAVILA J., & EISSEN J.-PH., 1999- Largest historic explosive eruption in the Andes at Huaynaputina volcano, south Peru.Geology,27(5), 435-438.
THOURET J.-C., JUVIGNÉ E., LOUTSCH I., & CHAVEZ CHAVEZ J.A., 2000- Activité volcanique historique et sacrifices humains chez les Incas au Pérou méridional.InE. Juvigné & J.-P. Raynal (eds.),Tephras, chronologie, archéologie. Les dossiers de l’Archéo-Logis 1. CDERAD, Goudet, 219-226.
THOURET J.-C., SUNI J., FINIZOLA A., FORNARI M., LEGELEY-PADOVANI A., & FRECHEN M., 2001- Geology of El Misti volcano near the city of Arequipa, Peru.Geological Society of America Bulletin,113, 12, 1593-1610.
THOURET J.-C., JUVIGNÉ E., MARIÑO J., MOSCOL M., LOUTSCH I., DÁVILA J., LEGELEY-PADOVANI A., LAMADON S., & RIVERA M., 2002a- Late Pleistocene and Holocene tephro-stratigraphy and chronology in Southern Peru. Boletín de la Sociedad Geológica del Perú,93, 45-61.
THOURET J.-C., DÁVILA J., JUVIGNÉ E., GOURGAUD A., & BOIVIN P., 2002b- Reconstruction of the AD 1600 explosive eruption at Huaynaputina volcano, Peru, based on geologic evi-dence and Spanish chronicles.Journal of Volcanology and Geo-thermal Research,115, 3-4, 529-570.
THOURET J.-C., RIVERA M., WÖRNER G., GERBE M.-C., FINIZOLA A., FORNARI M., & GONZALES K., 2005- Ubi-nas: evolution of the historically most active volcano in Southern Peru.Bulletin of Volcanology,67, 557-589.
